CC BY
37
УДК 532.321: 550.312
ВСПЛЫВАНИЕ ГРАНИТОВ КАК РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИЙ ФАКТОР
Е.Х. Турутанов1, А.В. Степаненко2, Б. Буянтогтох3
1,2Институт земной коры СО РАН, 661033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128.
Национальный исследовательский Иркутский государственный технический университет,
Институт недропользования,
664074, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 83.
3Центр астрономии и геофизики МАН,
Монголия, г. Улан-Батор, 51, РО Вох-152.
Названы причины возникновения локальных поднятий рельефа над гранитными массивами с тех же позиций, что и при динамике подъёма и становлении гранитных интрузий под действием архимедовой силы, т.е. рассмотрена возможность всплывания уже затвердевшего интрузивного тела быть рельефообразующим фактором. Показано, что по сравнению с другими возможными причинами механизм образования «гранитного» рельефа за счёт изо-статического всплывания наиболее вероятен. Библиогр. 34 назв.
Ключевые слова: граниты, рельеф, всплывание, архимедова сила.
GRANITE FLOATING AS A RELIEF FORMING FACTOR E.H. Turutanov, A.V. Stepanenko, B. Buyantogtoh
Institute of Earth Crust SB RAS,
128, Lemontov St., Irkutsk, 661033.
National Research Irkutsk State Technical University,
Institute of Exploration of Natural Resources,
83, Lermontov St., Irkutsk, 664074.
Centre for Astronomy and Geophysics of Mongolian Academy of Sciences, 51, PO Box 152, Ulan Bator, Mongolia.
The authors name the causes of local elevations of relief over granite massifs from the same positions as in the dynamics of the rise and formation of granite intrusions under the influence of the buoyancy force, i.e. they discuss the floating possibility of already solidified intrusive body to be a relief forming factor. It is shown that as compared with other possible causes the formation mechanism of "granite" relief due to isostatic floating is the most probable. 34 sources.
Key words: granites; relief; floating; buoyancy force.
Известно, что массивам гранитов часто соответствуют положительные формы рельефа [11, 14, 17, 22, 29-31]. Подобная закономерность известна в Скалистых горах США, Центральном Казахстане, средней и Восточной Сибири, на Урале и на Дальнем Востоке [1, 14, 15, 19, 25, 26 и др.]. Существуют, в основном, две точки зрения по поводу объяснения происхождения возвышенностей, сложенных гранитами. Одна группа исследователей считает, что возвышенности, сложенные гранитами, обязаны своим происхождением процессам селективной денудации, то есть возвышенности являются останцами пород, сохраняющимися в силу своей исключительной прочности. При этом важную роль в становлении и развитии горного рельефа, по их мнению, играет броня экзоконтактовых пород интрузий [16, 22 и др.].
По мнению других, решающее значение в образо-
вании подобных форм рельефа принадлежит давлению гранитных массивов вверх, продолжающемуся после их внедрения и застывания [31, 32 и др.]. Причины же подобного движения предполагаются различными. Иногда большое значение придаётся клиновидной форме интрузивных тел, за счёт которой они легко могут выскальзывать по трещинам под действием тангенциальных движений [20, 25, 26 и др.]. Нередко подъём интрузий объясняется сравнительно неглубоким залеганием зон относительного разуплотнения, располагающихся внутри земной коры на глубине 814 км [3, 12, 14, 15 и др.]. По существу, в данном случае предполагается продолжение процесса гранитизации, приводящего к увеличению масс на глубине, и, как следствие этого, - к выталкиванию застывшей ранее гранитной пробки [13]. Часть исследователей объясняет образование положительных форм релье-
Чурутанов Евгений Хрисанфович, кандидат геолого-минералогических наук, доцент, зав. лабораторией комплексной геофизики, тел.: (3952) 428792, 89086611976, e-mail: tur@crust.irk.ru
Turutanov Evgeny, Candidate of Geological and Mineralogical sciences, Associate Professor, Head of the Laboratory of Integrated
Geophysics, tel.: (3952) 428792, 89086611976, e-mail: tur@crust.irk.ru
2Степаненко Артём Владимирович, аспирант, лаборант, тел.: 89501005694.
Stepanenko Artem, Postgraduate, Laboratory Assistant, tel.: 89501005694.
3Буянтогтох Базарин, аспирант, научный сотрудник.
Buyantogtoh Bazarin, Postgraduate, Research Worker.
фа над гранитами изостатическим всплыванием интрузий [21, 24 и др.].
Попытаемся проанализировать причины возникновения локальных поднятий над массивами с тех же позиций, что и при рассмотрении динамики подъёма и становления гранитных интрузий, то есть ответить на вопрос: может ли изостатическое всплывание уже затвердевшего интрузивного тела служить эффективным рельефообразующим фактором в районе того или иного плутона? На наш взгляд, этот механизм является наиболее вероятным по следующим причинам: во-первых, селективная денудация как фактор рельефообразования мало вероятна, так как если исключить некоторые мономинеральные ультрабази-ты, например, пироксениты, то можно считать, что почти все кристаллические зернистые интрузивные породы значительно быстрее и на большую глубину поражаются агентами денудации, нежели окружающие их эффузивные породы и кристаллические сланцы [1, 7, 26]; во-вторых, гипотеза «выдавливания» требует обязательной клиновидной формы интрузий, которая, судя по гравиметрическим данным [27], вообще не свойственна гранитным массивам Монголо-Сибирской горной страны; в-третьих, для районов мезозойской активизации продолжение в настоящее время гранитизации на глубине 8-14 км маловероятно [15].
Основным недостатком гипотезы изостатического всплывания некоторые исследователи [14] считают неспособность архимедовой силы поднять горный массив на высоту 500-800 м, наиболее характерную (как они полагают) для малых форм гранитного рельефа. Эти превышения оцениваются, как правило, по максимально высоким отдельным вершинам, высоты которых не типичны для всей площади выходов гранитной интрузии на земную поверхность. Обычно рельеф здесь сильно расчленён эрозией. Авторы же предложенной работы считают, что если поднятие гранитного массива после кристаллизации рассматривать как движение единого тела, то превышение его поверхности над окружающей территорией нужно подсчитывать как среднюю величину, учитывая существование относительно повышенных и пониженных участков. Подсчёт такого среднего удобно выполнять, используя равномерную геометрическую сеть снятия высот. При таком подходе средние превышения интрузий над окружающими породами оказываются значительно меньшими их максимально высоких отметок.
Авторами были определены средние высоты по площади выходов Абдарыинского (Хэнтэйское нагорье, Монголия) и Саханайского (Даурский свод, Россия) гранитных массивов и сопоставлены со средними высотами окружающих их территорий, не вовлечённых в зону поднятия интрузий. Сопредельные территории выбирались вне пределов проекций подземных частей массивов на дневную поверхность. Площадь выходов Абдарыинского массива составляет около 80 км2. Примерно такая же площадь рассмотрена в обрамлении массива. Средние высоты вычислялись по 45 значениям для массива и по 65 - для сопредельной площади. Осреднение площадей проводились по 20 и 54 значениям. Для Саханайского интрузива оно состави-
ло 25 км2, для Абдарыинского - 60 км2. Среднее превышение указанных гранитных массивов над сопредельными районами составило: 270 м - для Абдарыинского, 200 м - для Саханайского массива, хотя по максимальным высотным отметкам эти параметры достигают в обоих случаях 500 м.
Оценим теперь предельно возможную высоту изо-статического поднятия массива горных пород над вмещающими их толщами. Она определяется из известного соотношения
н= АРи. <1)
р
Здесь Л - искомая высота; Н - мощность интрузива; р - плотность вмещающих пород; Ар - разница в плотностях интрузии и вмещающих толщ (имеется в виду современное значение разности, когда массив уже кристаллизовался). Поскольку для Абдарыинского массива Н = 106 см; р = 2,67 г/см3; Ар = 0,1 г/см3, то величина его максимально возможного поднятия над окружающей местностью под действием архимедовой силы, найденная по формуле (1), оказывается равной 374 м. Максимально возможное превышение Саханайского массива составило 336 м. Сравнивая эти величины со средними превышениями указанных массивов над окружающей местностью, видим, что они не превосходят максимально возможных величин. Следовательно, наблюдаемые превышения гранитного рельефа на исследуемой территории не противоречат соображениям изостазии, а всплывание твёрдого интрузивного тела под действием архимедовых сил вполне может служить главным рельефообразующим фактором.
Попытаемся количественно оценить динамику «роста» гранитного рельефа с учётом размеров интрузии, установленных по гравиметрическим данным, и физических свойств горных пород. С этой целью интрузивные породы моделируем вертикальным жёстким цилиндром, всплывающим во вмещающих толщах, как в вязкой жидкости.
В прямоугольной системе координат, начало которой совмещено с поверхностью земли, ось 1 направим по вертикали вниз. Всплывающее тело (вертикальный цилиндр) будет находиться в состоянии статического равновесия при условии равенства нулю суммы всех сил, приложенных к нему. В рассматриваемом случае это будут: вес тела Р и нормальная статическая реакция жидкости
^ =-р
выт. ' ж° ~
где рж - плотность жидкости; д - ускорение силы тяжести; Б - площадь поперечного сечения тела; £ -высота погружённой части.
Условие статического равновесия цилиндра имеет
вид:
P-ржgS£ = 0. (2)
Рассмотрим случай, когда к моменту застывания массив успел всплыть только до земной поверхности без образования купола. В этот момент времени тело не достигает положения статического равновесия на
величину Z по вертикальной оси и обладает скоростью V0 =-2, направленной вверх. Движение тела в данном случае может быть описано дифференциальным уравнением вида:
Мг =Р-рж gS г)-е,
где е1 = 6лГ}К1 - сила вязкого трения; р gS(^+Z) = р gV - нормальная статическая
ж ж
реакция жидкости; М - масса тела; Я - радиус тела; п - вязкость жидкости.
Это уравнение, учитывая условие (2), удобно представить в виде
1+2п1+К 21 = 0, (3)
где е |де п=—
К =
Рж gS
2М V М ' Известно, что решением уравнения движения будут являться корни соответствующего характеристического уравнения
Д2 + 2пД+К2 = 0, которые определяются как
\2 = -п ±л/ п 2 - К 2.
(4)
Так как в рассматриваемом случае трение весьма велико, то п > К, следовательно, корни А1 и А2 являются вещественными и отрицательными, а уравнение движения тела принимает вид
1=с/11+с/2*.
(5)
Полагая, что £ = 0; Z = Z0 и 2 = 20, из уравнения (5) получим уравнение движения тела в виде
1 =
1
Д-Д2
(Д10 10 ^^ (Д210 10 ^ 1
(6)
Рассмотрим корни уравнения (6). Поскольку А1 -величина большая отрицательная и входит в показатель экспоненты, последняя стремится к "С". Напротив, А2 - величина чрезвычайно малая, поэтому для её вычисления подкоренное выражение в уравнении (4) необходимо разложить в биноминальный ряд Ньютона, ограничиваясь при этом двумя первыми членами ряда, так как последующими можно пренебречь ввиду их малости (п>К по условию): 1
п
1-
К2
п
2 1 п-К1
= п---
= п—
2
п
К!
2п
Вследствие этого А2 становится равным 1 К
2 п
С учётом вышеизложенного о корнях уравнения (6) и принимая во внимание малость 20 [27], уравнение движения тела можно записать как
Д
1~10 е 2.
(7)
Так как высота поднятия 1 верхней части цилиндра над вмещающей средой в произвольный момент
времени есть h=Z 0 - Z , то уравнение (7) можно записать в виде
Д
И = 1 (1-е 2).
о
Это и будет уравнение движения интрузива под действием архимедовой силы с торможением за счёт роста его части, возвышающейся над окружающей территорией.
С помощью этой формулы были вычислены теоретические высоты поднятия массивов с такой же толщиной, как и у Абдарыинского, для интервала времени от 0 до 4 млн лет. Оказалось, что если вязкость вмещающих толщ в районе становления гранитного рельефа составляет 1022 П, то интрузив за 3 млн лет способен подняться под действием архимедовой силы на высоту, составляющую 90% от максимально возможной из соображений изостазии [27]. В данном случае авторы использовали среднее значение эффективной вязкости земной коры, так как полагают, что в связи с «залечиванием» интрузивом зоны разлома, по которой происходило движение, и с уменьшением теплового потока после окончания эндогенных процессов в позднем мезозое эффективная вязкость коры должна увеличиваться до её нормального значения. В приведённых расчётах рассматривался предельный случай, когда в процессе движения интрузива сила вязкого трения оставалась постоянной. Однако в результате подъёма гранитного тела над земной поверхностью эта сила должна уменьшаться, что может привести к некоторому увеличению скорости движения интрузива.
На поднимающуюся часть интрузива должны действовать эрозионные агенты, понижающие её высоту. Скорость срезания рельефа может оказать заметное влияние на развитие его положительных форм. Известно, что скорость денудации можно оценить по величине твёрдого стока [4]. Для Центральной Монголии она составляет 0,01-0,02 мм/год [9], что согласуется с аналогичными величинами для Прибайкалья и Забайкалья, равными 0,01-0,04 мм/год [б, 11]. Сравнивая эти скорости линейной денудации по другим горным регионам [5, 8, 10, 18, 23, 32, 34], видим, что они являются величинами одного порядка и составляют в среднем 0,02 мм/год. Это значение скорости денудации и было принято для расчётов.
Поскольку интрузив движется с замедлением, то со временем скорость его движения окажется равной скорости денудации. Представляется интересным оценить этот отрезок времени. Продифференцировав уравнение (7), найдём скорость поднятия массива:
Д
1 = -10Д2е 2 . Поскольку скорость денудации VD принимается постоянной, искомая величина определяется из равенства
^ =10Д2еДД
откуда
1
V,
D_
t =— ln
Оказалось, что скорость всплывания станет равной скорости денудации по прошествии 20 млн лет. В этом расчёте не учитывается общее уменьшение массы интрузии в результате денудации, которая обуславливает снижение выступающей части массива над вмещающими породами. Благодаря процессу денудации статическое равновесие массива нарушается и происходит его дополнительное поднятие, за счёт которого плавающая часть интрузива будет уменьшаться. В итоге превышение плутона над окружающей местностью после достижения предельной величины станет понижаться. Но этот процесс будет протекать крайне медленно, так как отношение между общей мощностью интрузива и высотой выступающей его части по формуле (1) приближённо оценивается в 30. То есть с учётом изостатического всплывания скорость понижения над интрузивом составит 0,001 мм/год или 1 метр/млн лет. За всё время существования рассматриваемых плутонов (130-150 млн лет) их общее превышение могло понизиться всего на 130150 м, а вертикальная толщина уменьшиться на 4-4,5 км. Изложенное справедливо для тех плутонов, которые образовали положительные формы, и толщина которых начала уменьшаться за счёт денудации уже в конце мезозоя. Благодаря существованию купола, сложенного контактово-изменёнными породами (роговиками), вскрытие денудацией гранитных тел типа Абдарыинского массива и начало потери аномальных масс может относиться к гораздо более позднему периоду. Нетрудно видеть, что если купол существовал уже в конце кристаллизации магмы, то соответствующая ему положительная форма рельефа за счёт денудации и всплывания плутона будет поддерживаться более длительное время. Высота его будет уменьшаться крайне медленно, со скоростью в 30 раз меньшей, чем скорость линейной денудации.
Все приведённые расчёты относятся к теоретическому случаю, когда тело гранитов может без помех всплывать до предельной высоты, определяемой изо-статическим соотношением (1). Фактически же из-за конечной прочности горных пород эта предельная высота может быть никогда не достигнута. Действительно, средние превышения Абдарыинского и Саханайского массивов, как было показано выше, на 104 и 136 м (соответственно) меньше их предельных теоретических значений. Если считать, что эта разница обу-
словлена конечной долговременной прочностью коры, то по формуле
(J = AHр'g
можно оценить величину этой прочности. Здесь АЛ -разница между средними и теоретически вычисленными превышениями массивов (104 и 136 м); р -плотность гранитов (2,57 г/см3); д - ускорение силы тяжести (1000 см/с2). Установлено, что прочность земной коры в районах указанных массивов соответствует интервалу давлений от 27 до 35 кг/см2. Необходимо отметить, что хотя эта величина определялась для локальных участков коры, по порядку она совпадает с величиной долговременной прочности литосферы, рассчитанной для её крупных участков по значениям изостатических аномалий [2, 28].
Таким образом, уплощённая по вертикали форма большинства гранитных массивов может быть объяснена растеканием магмы в стороны при возникновении препятствия для её продвижения вверх. Таким препятствием может быть купол, образованный во вмещающих породах, который уравновешивает давление магмы. Кроме того, растеканию магмы в стороны может способствовать наличие межформационных разделов.
После кристаллизации гранитов слагаемые ими крупные тела могут продолжать движение вверх под действием архимедовой силы. Скорость такого движения за счёт роста выступающей части интрузии уменьшается по экспоненциальному закону, однако, в течение длительного времени она остаётся больше скорости денудации, оцениваемой по величине твёрдого стока. Этим может быть объяснено существование над гранитными массивами локальных положительных структурных форм рельефа.
Среднее превышение массивов над окружающими территориями, даже для наиболее крупных из них, остаётся несколько меньше, чем этого требует соблюдение полной изобарии на уровне подошвы плутона. Из этого можно заключить, что имеется какой-то конечный предел прочности верхней части земной коры, который препятствует свободному всплыванию застывших интрузий. Этот предел прочности оценивается в 27-35 кг/см2, то есть по порядку он соизмерим с долговременной прочностью литосферы, вычисленной по изостатическим аномалиям на больших территориях.
Библиографический список
1. Ананьев Г.С., Каревская И.А. Роль выветривания и селективной денудации в формировании обособленных гранитных массивов // Зап. Забайкальск. фил. Геогр. об-ва СССР. Чита, 1970. Вып. 151. С. 15-22.
2. Артюшков Е.В. Об установлении изостатического равновесия земной коры // Известия АН СССР. Сер. «Физика Земли». 1967. № 1. С. 3-16.
3. Бороздин Б.Г., Семакин В.П. Об избирательном поднятии гранитных массивов Казахстана и Алтая // Земная кора складчатых областей юга Сибири. Новосибирск: Наука, 1969. С. 251-261.
4. Борсук О.А., Спасская И.И., Тимофеев Д.А. Вопросы ди-
намической геоморфологии // Геоморфология. М.: Изд-во ВИНТИ, 1977. С. 5-41.
5. Бронгулеев Б.М., Муратов В.М. Опыт определения объёма денудации в горах морфологическим способом // Геоморфология. 1976. № 1. С. 44-50.
6. Воробьёв В.Т. Скорости денудации Прибайкалья и Забайкалья // Вопросы геоморфологии. М., 1974. С. 58-60.
7. Зорина В.С., Скублова Н.В. Значение литологического и тектонического факторов при образовании островных гор Северного Прибайкалья // Структурная геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 136-138.
8. Костомаха В.А. Скорость врезания рек на юге Дальнего
Востока // Вестник Московского университета. Сер. «География». 1974. № 6. С. 67-71.
9. Кузнецов Н.Т. К познанию денудации на примере гор Центральной Монголии // Известия АН СССР. Сер. «География». 1972. № 1. С. 25-35.
10. Лаврентьев А.И. Использование показателей твёрдого стока Енисея в геологических целях // Геология и геофизика. 1968. № 3. С. 125-129.
11. Лапердин В.К., Тржцинский Ю.Б. Экзогенные геологические процессы и сели Восточного Саяна. Новосибирск: Наука, 1977. 101 с.
12. Леонтьев А.Н., Диденко М.И. О соотношении металлоносных калиевых гранитов и пегматитовых полей с элементами блоковой структуры Центральной Калбы // Металлоге-нические и геологические исследования. М.: Изд-во ИЛРЭ, 1973. Вып. 4. С. 41-50.
13. Летников Ф.А., Балышев С.О., Лашкевич В.В. Взаимосвязь процессов гранитизации, метаморфизма и тектоники // Геотектоника. 2000. № 1. С. 3-22.
14. Лишневский Э.Н. Об активной роли гранитных интрузий в процессе горообразования // Геотектоника. 1965. № 3. С. 77-85.
15. Лишневский Э.Н., Шевченко В.К., Бронгулеев В.В. (мл.). Геологические признаки и проблемы постмагматического поднятия гранитов (на примере Нижнего Приамурья и Западного Приольхонья) // Геотектоника. 1976. № 5. С. 93-101.
16. Минина Е.А., Борисов В.А. Кольцевые и купольные мор-фоструктуры (на примере Алтае-Саянской горной страны) // Структурная геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 47-51.
17. Овандер М.Г. Анализ локальных морфоструктур Верхоянских гор // Структурная геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 212-213.
18. Патык-Кара Н.Г., Воронцова Л.А. Геолого-геоморфологические критерии определения денудационного среза оловорудных месторождений // Вопросы геоморфологии. М.: Наука, 1974. С. 52-53.
19. Сваричевская З.А. Горы, их образование и классификация. В кн.: Структурная геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 20-25.
20. Сваричевская З.А., Скублова Н.В. О природе островных
гор Центрального Казахстана // Структурная геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 131-135.
21. Скублова Н.В., Зайлин Б.С. О кольцевых морфострукту-рах Северного Прибайкалья // Вестник ЛГУ. Сер. «Геология и геофизика». 1969. Вып. 2. № 12. С. 139-15G.
22. Соловьёв В.В. Морфоструктуры центрального типа в горных странах и их классификация // Структурная геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 42-46.
23. Титов Э.Э., Воскресенский И.С. О темпах денудации горных стран Черского, Колымской и Приохотской (северо-восток СССР) // Теоретические и прикладные вопросы географии. М., 1971. С. 89-9G.
24. Тихомиров В.Г. Палеозойский магматизм и тектоника Центрального Казахстана. М.: Недра, 1975. 148 с. С. 128-137.
25. Том В.Т. Поднятие клиньев и их тектоническое значение // Земная кора М.: ИЛ, 1957. С. 379-3B6.
26. Трифонов В.П., Влох И.П., Алейников А.Л., Белавин О.В., Зубков А.В. Явление выдавливания гранитных массивов на Урале // Доклады АН СССР. 1968. Т. 179. № 1. С. 169-17G.
27. Турутанов Е.Х., Зорин Ю.А. Глубинное строение гранитных плутонов Монголии и Забайкалья. Новосибирск: Наука. 1978. 60 с.
28. Ушаков С.А., Красс М.С. Сила тяжести и вопросы механики недр Земли. М.: Недра, 1972. 155 с.
29. Федорович Б.А. О четырёх малоизученных проблемах морфоструктуры горных стран // Структурная геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 25-29.
30. Худяков Г.И. О происхождении горных хребтов в южной части Дальнего Востока // Вопросы геоморфологии и мор-фотектоники южной части Дальнего Востока. Владивосток, 1965. С. 144-15G.
31. Bankwitz P. Magmentektoniche Aspekte der Instrusion des Erzgebirgeplutons // Geolog. und Geophys. Veroff. 1975. R III. N 36. S. 4B.
32. Marchand D.E.Rates and modes of denudation, White Mountains, Eastern California // Amer. J. Sol. 1971. Vol. 27G. N 2. Р. 1G9-135.
33. Pitcher W.S. On the rate of emplacement of batholiths // J. Geol. Soc. Lond. 1975. N 6. Р. 5B7-591.
34. Ritter D.F. Rates of denudation // Journ. of Geol. Educ. 1967. Vol. 15. N 4. Р. 154-159.
